МОНІТОРИНГ І ПРОГНОЗУВАННЯ

геофізичних процесів

(Програма курсу для магістрів екологічного факультету РУДН)

Планетарні геосфери і методи їх дослідження (сейсмологія, гравіметрія, магнітометри, геоелектріка, геотермія).

Наша планета Земля за складом, станом складають речовини, фізичним властивостям і що протікають в ній процесів неоднорідна. Взагалі, неоднорідність - це головна властивість і рушійна сила всього Всесвіту, в тому числі і нашої планети.

У напрямку до центру Землі можна виділити наступні оболонки, або, інакше кажучи, геосфери: атмосферу, гідросферу, біосферу, земну кору, мантію і ядро. Іноді всередині твердої Землі виділяють літосферу, що об'єднує земну кору і верхню мантію, астеносферу, або частково розплавлений шар у верхній мантії, і подастеносферную мантію. Нижче ми покажемо, що остання класифікація верхніх геосфер твердої Землі більш обгрунтована при розгляді геодинамічних процесів.

Три зовнішні оболонки (атмосфера, гідросфера і біосфера) мають досить непостійні або навіть невизначені кордону, але в порівнянні з іншими геосферами вони найбільш доступні безпосередньому спостереженню. Геосфери твердої Землі, за винятком самого верхнього шару земної кори, вивчаються в основному непрямими, геофізичними методами, тому багато питань поки залишаються невирішеними. Достатньо порівняти радіус Землі - 6370 км і глибину найглибшої пробуреної свердловини - менше 15 км, щоб уявити собі, як мало ми маємо безпосередній інформації про склад речовини планети.

Розглянемо основні фізичні характеристики окремих геосфер.

Атмосфера - суцільна газова оболонка, потужність якої складає кілька десятків тисяч км. Її щільність швидко зменшується з висотою.
Основна маса атмосфери - близько 50% - зосереджена в нижньому (5-км) шарі,
90% знаходиться в 16-км шарі, а маса повітря, що знаходиться вище 30 км, не перевищує одного відсотка всієї маси атмосфери.

Атмосфера являє собою механічну суміш газів з невеликою домішкою твердих частинок (пилу) та парів води. До складу атмосфери входять: азот (N2) - 78,08%, кисень (О2) - 20,95%, аргон (Ar) - 0,93% і вуглекислий газ (СО2) - 0,03%. До решти, порівняно незначним за змістом, газовим компонентів відносяться неон (Ne), гелій (Не), криптон (Kr), водень
(Н2) та деякі інші. Зазначений процентний склад повітря зберігається до висоти 100-120 км; вище відбувається їх розподіл за щільністю і на висоті
200-250 км переважає азот; до 500-700 км - атомарний кисень, потім гелій та водень (у зовнішньої межі атмосфери - атомарний водень).
Сумарна маса газів атмосфери оцінюється в 5,3 (1015 т. Обсяг води в атмосфері складає близько 13000 км3. Однак атмосфера становить усього 10 -
6 частина маси всієї Землі.

На процеси, що відбуваються у зовнішніх геосферах твердої Землі (у біо-, гідро-і літо-сферах) основну роль відіграють такі компоненти атмосфери як кисень, вуглекислий газ і водяні пари. Їх значення в залежності від часу і місця може змінюватися в широких межах.

Кисень забезпечує що протікають в природі процеси окислення різних речовин, а також дихання організмів. В атмосфері, особливо на висоті 20-30 км, є озон (О3). У відсотковому відношенні озон становить лише 10-4% від маси газів всієї атмосфери, але він грає найважливішу роль у забезпеченні життя на планеті, оберігаючи від шкідливого впливу ультрафіолетового та інших жорстких випромінювань Сонця.

Водяна пара, досягаючи стану насичення, конденсуються, утворюючи хмари. При певній величині крапель води або кристалів льоду, коли їх вага перевищує сили поверхневого натягу, відбувається випадання опадів.

Вуглекислий газ і водяні пари є регулятором температури повітря поблизу поверхні, тому що конденсують що отримується Землею тепло. СО2 надходить в атмосферу в результаті дихання і розкладання організмів, а також при вулканізм і гідротермальної діяльності, а витрачається рослинами для харчування та освіти хлорофілу.

Фізичні властивості атмосфери: температура, тиск, щільність, електро-, теплопровідність і ін змінюються як по Латерано, так і по висоті.

Залежно від характеру зміни температури з висотою атмосфера поділяється на такі шари (рис.1).

Тропосфера - від поверхні Землі на висоту від 8-9 км до 16-17 км.

Стратосферу - від 8-17 до 50-55 км.

Мезосфера - від 50-55 до 80 км.

Термосферу - від 80 до 600-800 км.

Екзосфера - вище 800 км.

В тропосфері міститься переважна частина газових компонентів атмосфери, а також майже уся водяна пара і тверді частинки. Середньорічна температура підстави тропосфери становить +15 оС. З висотою температура в тропосфері лінійно знижується з градієнтом - 6-6,5 мК/м. На верхній межі тропосфери Твозд. знижується до -58-60 оС в полярних областях і -80-85 оС в екваторіальній області. У тропосфері зароджуються хмари, випадають опади, формуються циклони і антициклони, урагани і смерчі. Вуглекислий газ і водяні пари тут поглинають більшу частину сонячної радіації, особливо інфрачервону, і разом з тим утримують майже все що випромінюється Землею тепло.
У тропосфері виникає планетарна конвекція повітряних мас через нерівномірного нагріву Сонцем земної поверхні. Таким чином відбувається теплообмін між низькими і високими широтами.

Рис.1. Зміна температури з висотою в атмосфері

неоднорідності теплового режиму тропосфери обумовлюються також різним атмосферним тиском в її частинах. Це пов'язується з рельєфом, розташуванням континентів і акваторій, обертанням Землі. Повітряні маси при охолодженні стискаються, ущільнюються і опускаються вниз, при цьому тиск збільшується, а при нагріванні - розширюються, полегшуються і піднімаються вгору, при цьому тиск зменшується. Повітря переміщується з місць з підвищеним тиском в місця з пониженим тиском, у зв'язку з чим виникають вітри.

У тропосфері відбувається кругообіг повітряних мас, викликаний постійною різницею між температурами окремих теплових поясів земної поверхні. В екваторіальній смузі протягом усього року буває висока температура, тут знаходиться пояс низького тиску. У цій смузі немає постійних вітрів; існуюче затишшя лише іноді порушується бурями і ураганами. Нагріте повітря на екваторі піднімається у верхні шари атмосфери і прямує до полюсів. Під впливом обертання Землі навколо осі маса повітря, що рухається на висоті до 2-3 км, поступово відхиляється від північних азимутів на схід. Досягнувши 30-35 про пн.ш. (30-35 про пд.ш.), тобто районів субтропіків, основні маси повітря остаточно повертають на схід і починають обертатися навколо Землі з заходу на схід. Нові, безперервно притікає потоки повітря обумовлюють в субтропіках скупчення мас повітря і утворюють пояси високого тиску. Повітряні маси, які сконцентрувалися вгорі, опускаються і розходяться від поясів високого тиску по поверхні Землі. Ці маси формують постійні вітри від поясів високого тиску в бік екватора, які називають пасатами. Їм протиставляються антіпассати - маси повітря, що створюють вітри у верхніх шарах тропосфери від екватора до субтропіків. Під впливом обертання Землі пасати відхиляються до заходу і в північній півкулі дмуть на південний захід, а в південній півкулі - на північний захід.

Від субтропічних поясів високого тиску частина повітряних мас не доходить до полюсів, тому що сильно відхиляється. Тому в середніх широтах (60 -
65 о) переважають південно-західні вітри в північній півкулі і північно-західні
- В південній півкулі. Вітри дують також з полюсів, де розташовані пояси високого тиску.

Крім постійно дують вітрів, існують і періодично дмуть вітри.
До них належать циклони і антициклони, мусони та ін Для циклонів і антициклонів характерно обертальний рух повітряних мас: у першому -- проти годинникової стрілки з областю зниженого тиску в центрі; у другому -- за годинниковою стрілкою з областю підвищеного тиску в центрі. Циклони переміщуються іноді з величезною швидкістю (наприклад, в тропічних поясах до
200-250 км/год) і завдають величезної шкоди на поверхні суші або океанів.
Циклони і антициклони утворюються від зіткнення зустрічних повітряних мас. Мусони виникають з узбережжя океанів від нерівномірного нагрівання суші та водних мас. Влітку вони дмуть з океану, взимку - з суші.

Прикордонний шар між стежка-і стратосферою називається тропопаузою. У цьому порівняно тонкому шарі товщиною 2-4 км спостерігаються ізотермічні умови.

У стратосфері температура повітря поступово підвищується з висотою, градієнт становить 1-2 мК/м, тобто біля верхньої межі шару температура досягає 10оС. Причиною підвищення температури є шар озону, який, поглинаючи ультрафіолетову радіацію, виділяє потім у вищерозміщені шари атмосфери теплову енергію. Сам же озон, очевидно, виникає під дією на кисень тієї ж ультрафіолетової сонячної радіації або ж космічних променів.

У стратосфері відбувається інтенсивна циркуляція повітря, супроводжується вертикальними і горизонтальними його переміщеннями. У перехідному шарі від стратосфери до мезосфері, який називається стратопаузой, температура з висотою починає знижуватися.

У мезосфері температура з висотою безперервно падає. Тут можливо рух повітряних мас, і тут утворюються так звані сріблясті хмари, які розташовуються на досить постійній висоті - 80-85 км.
Шар сріблястих хмар є прикордонним між мезо-та термосферу; цей прикордонний шар називається мезопауза.

Температура з висотою досить швидко зростає в термосферу. Якщо на висоті 90 км Т = (90 оС, то на висоті 400 км вона досягає 1000-2000 оС; вище температура залишається майже незмінною. Під дією ультрафіолетового сонячного випромінювання і космічних променів повітря сильно іонізується і стає електропровідним. Цей шар іноді називають іоносферою. Однак слід зауважити, що і в вышележащем шарі - екзосферу, де температура складає приблизно 200 оС, гази також іонізовані, але їх щільність дуже низька, тому окремі молекули газу рухаються з величезними швидкостями і долають тяжіння Землі.

Охорона атмосфери

Життя на Землі було б неможливе без атмосфери. Вона також є одним з основних екзогенних факторів безперервної зміни і перетворення земної кори (процеси вивітрювання, еолової переносу речовини та ін.) Разом з тим, вона відіграє важливу роль і в господарській діяльності людини. Антропогенний вплив на атмосферу має багато напрямів. Перш за все це використання у виробництві деяких складових частин атмосфери - азоту для виробництва добрив, кисню для металургії, медичних цілей, горіння і т.д.

Звичайна господарська діяльність людства багато тисячоліть впливає на клімат, причому найчастіше негативне. Одним з головних негативних факторів глобального впливу є забруднення атмосфери вуглекислим газом. Крім звичайного, природного надходження СО2 в атмосферу, відбувається систематичне поповнення атмосфери цим газом за рахунок спалювання величезної кількості палива. Оцінки показують, що вміст СО2 в атмосфері за останні 20-30 років зросла на 10-15% і продовжує збільшуватися. Збільшення вмісту СО2 призводить до підвищення температури повітря біля поверхні Землі. Розрахунки показують, що з цієї причини вже до початку наступного тисячоліття середньорічна температура може піднятися на 0,5 оС, що не так вже й мало. Навіть таке, здавалося б, незначне підвищення середньорічної температури може призвести до посилення танення і деякого скорочення льодовикового покриву, а це, у свою чергу, викличе ланцюгову реакцію в зміні цілого ряду інших природних явищ на Землі.

Вплив людини позначається і на змісті кисню в повітрі.
Кисень відновлюється в атмосфері завдяки природним процесам, і в першу чергу, в результаті фотосинтезу рослин. Тому зменшення площі лісів послаблює один з основних джерел поповнення атмосфери киснем.

Забруднення атмосфери промисловими і транспортними викидами (сажа, зола, сірчані з'єднання, СО, СО2, пил і ін) роблять в ряді випадків атмосферу мало або навіть зовсім непридатною для життєдіяльності людини і для деяких видів флори і фауни. У промислових містах, де викиди в атмосферу особливо великі, нерідко утворюються смоги - це густий туман, що складається з суміші шкідливих сполук: оксидів сірки, азоту, вуглецю і ін). «Рекордсменами» за зможу можна вважати такі міста, як Лос-
Анджелес, Мехіко-Сіті, Сан-Пауло, і деякі інші. Все це вказує на нагальну необхідність поєднання господарської діяльності людини з ретельною охороною атмосфери.

Особливу увагу необхідно звернути на збереження озонового шару.
Разрушающе діють на озон водяні пари, ВІН (, NO2, CH4, і деякі інші речовини. Найбільшу небезпеку для озонового шару представляють наземні і повітряні випробування атомних і водневих бомб, на які, щоправда, вже 15 років накладено міжнародний мораторій. Проте, слід згадати про те, що при наземному випробуванні однієї водневої бомби середньої потужності в атмосферу викидається до 100 млн.т пилу; що виникає при цьому помутніння атмосфери рівносильно помутніння при великому вулканічному виверженні. (Приклади останніх ми будемо розглядати нижче).

Фахівці з моделювання природних катастроф з ВЦ РАН
(акад.Н.Н.Моісеев та ін) прийшли до висновку, що у разі вибуху навіть 25% існуючого арсеналу атомної зброї, внаслідок викиду в атмосферу пилу і диму (крім інших змін природного середовища) може виникнути катастрофічна «ядерна зима» на всій планеті. Як приклад подібного явища, але в значно менших масштабах, наводяться наслідки виверження вулкану Тамбора в Індонезії в 1815 р., що стали причиною того, що в наступному році в США випав небаченої товщини сніговий покрив, а в Європі літо виявилося найхолоднішим за всю історію.

Гідросфера - це, в першому наближенні, переривчаста оболонка Землі, що включає води океанів, морів, озер і річок, підземні води, води, зібрані у вигляді вічних снігів і льоду, а також хімічно пов'язані води гірських порід.
Тут ми розглянемо характеристики основного земної резервуара вод -
Світового океану, що об'єднує всі океани, окраїнні і внутрішні моря.

На Світовий океан припадає приблизно 71% всієї поверхні Землі (361 млн.км2 з 510 млн.км2). Якщо об'єм води всієї гідросфери становить, приблизно, 1458 млн км3, то на Світовий океан припадає 1370 млн км3, що дорівнює 94% всього об'єму води планети. Маса гідросфери становить приблизно
0,025% від маси всієї Землі.

На океанському дні в залежності від глибини можна виділити кілька основних батіметріческіх зон, що відрізняються тектонічної природою, фізико - географічними умовами, біологічними видами та іншими особливостями
(табл.1).

Наочне уявлення про характер розподілу висот суші та глибин океанського дна дає гіпсометричні крива (мал. 2). Вона відображає співвідношення площ твердої оболонки Землі з різною висотою - на суші і з різною глибиною - в море. За допомогою кривої обчислені середні значення рівня земної поверхні з урахуванням рівня земної поверхні (245 м), твердої оболонки (-2440 м), суші (840 м) і середньої глибини моря (-3880 м).
Якщо не брати до уваги гірські області і глибоководні западини, займають відносно невелику площу, то на гіпсометричні кривий можна чітко виділити два переважаючих рівня: рівень континентальної платформи висотою приблизно 1000 м і рівень океанічного ложа з відмітками від -2000 до -6000 м. З'єднуюча їх перехідна зона являє собою щодо різкий уступ і називається континентальним схилом.
Природним продовженням континенту є його зовнішня, затоплена морем частина, - континентальний шельф. Таким чином, природним кордоном, розділяє океан і континенти, є не видима берегова лінія, а зовнішня межа схилу.

Основні зони дна Світового океану

Таблиця 1

| Елементи рельєфу | Глибина, м | Частка щодо |
| | | Площі океанів,% |
| Шельф | 0-300 | 9,6 |
| Континентальний | 300-2500 | 13,0 |
| схил | | |
| Абіссаль | 2500-6500 | 76,5 |
| Глибоководні | 6500-11000 | 0,9 |
| западини | | |

Будучи продовженням континентів, близьким з ним з геологічного будові, і розташовуючись на доступних глибинах, шельф представляє особливий інтерес з точки зору пошуків та розвідки родовищ полізниць копалин. Походження шельфу зазвичай пов'язують з евстатіческімі коливаннями рівня вод Світового океану, зумовленими глобальними змінами клімату. Так, під час четвертинного заледеніння значне кількість води було зосереджено в покривних і плаваючих льодах; при цьому рівень океану був нижче на 100-150 м. Сучасний стан бровки шельфу, за якою починається континентальний схил, у зв'язку з проявом вертикальних рухів земної кори неоднаково і коливається в інтервалі глибин 90-500 м при середньому значенні 132 м. Рельєф шельфу свідчить про прояві поверхневих ерозійних процесів - тут відомі річкові та льодовикові форми рельєфу (підводні русла річок і пролювіальние долини), копалини льоди і торфовища з рештками мамонтів та інших наземних тварин, що підтверджує колишнє положення суші на шельфі.

Реконструкція клімату та пов'язаних з ним змін рівня океану свідчить про те, що протягом всього фанерозою (560 млн років) не припинялися евстатіческіе коливання, а в окремі періоди рівень вод
Світового океану підвищувався на 300-350 м щодо його сучасного положення (рис.3, а). При цьому значні ділянки суші (до 60% площі континентів) виявлялися затопленими (рис.3, б).

В останні роки геологи та екологи пов'язують можливі зміни рівня вод Світового океану не тільки з природними, але і з антропогенними чинниками. Згідно з одним з таких прогнозів, розігрівання атмосфери за рахунок підвищення вмісту СО2 приведе в 2100 р. до повного танення льодовиків і підвищення рівня вод Світового океану на 60-80 м. При цьому під водою виявляться багато низинні області суші, багато великих міста на березі океану (рис.3, в).

Континентальний схил характеризується крутим зануренням дна, що досягає 15о і більше. На західному узбережжі п-ва Флорида (рис. 4), наприклад, початок континентального схилу чітко фіксується на карті по згущення ізобати. Перехід від континентального схилу до абіссалі зазвичай виражений гірше - продукти ерозії схилу утворюють зону континентального підніжжя, розташовану на глибинах від 2 до 5 км. Крутизна континентального схилу сприяє його інтенсивної підводної ерозії, в результаті якої перегин шельфу і поверхня схилу сильно порізані. Характерною формою рельєфу схилу є каньйони - глибоко врізані долини з крутими схилами. Часто вони є продовженнями річок. Так, каньйон р.Конго (мал. 5) починається в її естуарії і простежується до глибини 4 км. У гирлі каньйону є конус виносу площею в кілька десятків тисяч квадратних кілометрів.

З руйнуванням (оползаніем) схилів пов'язані також мутьевие потоки, виносять до підніжжя маси опадів, званих турбідітамі.

Океанічні ложі, що включає континентальну підніжжя і Абісальна рівнини, займає найбільшу частину площі Світового океану. Характерні форми рельєфу тут - це великі улоговини і протяжні серединно - океанічні хребти. Система серединно-океанічних хребтів простягається через всі океани на 60000 км.

Рельєф поверхні дна морів і океанів неоднорідний, в ньому, як і на материках, розрізняють гори, височини, рівнини, плато. У рельєфі розрізняють як лінійні, так і мозаїчні (ізометричні) структури. Окремо стоять підводні гори, найчастіше зустрічаються на абіссалі або у підніжжя континентального схилу, мають вулканічне походження - це згаслі підводні вулкани. Якщо вершина вулкана піднімалася над поверхнею океану, то вона піддавалася ерозії і ставала плоскою. При повторному опусканні під рівень океану вулканічний острів перетворювався в підводну гору з плоскою поверхнею, яка називається гайотом.

Серединно-океанічні хребти утворюються в дівергентних зонах океанічного дна, тобто в місцях його розтягування (спредінга). Це викликає освіта глибинних розломів, приплив глибинного мантійних речовини до поверхні океанів і утворення нової кори. Тому райони серединно - океанічних хребтів називають також конструктивними зонами. Уздовж всіх серединних хребтів зустрічаються численні діють підводні вулкани і гідротермальні прояви. Вулканічна і гідротермальних діяльність серединних хребтів яскраво ілюструється в Ісландії, де Серединно-
Атлантичний хребет виходить на сушу (рис.6). Характерними формами серединно - океанічних хребтів є рифтові долини і Трансформаційний розломи.
Центральна, найбільш піднесена частина хребта зазвичай буває розітнута глибокої поздовжньої долиною, утвореної розривами і простягається вздовж усього хребта - ця долина і називається рифтової. Сегменти хребта по простиранню зміщені на значні відстані вздовж поперечних, або Трансформаційний розломів. Їх довжина вимірюється тисячами км.

Найбільш зануреною частиною Світового океану є область глибоководних жолобів, що займає всього 0,9% площі океанів. Основна частина цих западин приурочена до периферії Тихого океану і генетично пов'язана з конвергентними зонами, тобто з зонами, в яких відбувається
«Зрушення» океанських плит. Це зрушення супроводжується субдукцією
(пододвіганіем) океанічної плити під континентальну, тобто в цих зонах відбувається поглинання океанічної кори та її поступове перетворення в континентальну кору. У підстави зон субдукції утворюються глибоководні жолоби, що складаються з окремих дуже глибоких западин. Найглибшою відомої западиною є западина Маріанські жолоби, відкрита в 1954 році в одному з рейсів науково-дослідного судна Академії наук
«Витязь». Її глибина становить 11022 м. Над зонами субдукції розташовуються хоча і надводні, але які відносяться до океанічних структурам - острівні дуги. Земна кора в острівних дугах має океанічний вигляд, що і дозволяє їх відносити швидше до океанів, ніж до континентах.

До основних фізико-хімічними властивостями Світового океану відносяться температура, щільність, хімічний склад, теплоємність та ін

Океани холодні. Вода в них прогрівається тільки біля самої поверхні, а з глибиною вона стає все холодніше і холодніше. Тільки 8% вод океану тепліше 10оС, більше половини холодніше 2,3 оС. Можна сказати, що за особливостям температури океан являє собою холодну масу води з більше нагрітим тонким шаром на поверхні. Поверхнева «плівка» води в тропіках тепліше, ніж в більш високих широтах. З глибиною температура змінюється нерівномірно. Термометр, минувши теплий поверхневий шар води, зазвичай реєструє різке зниження температури. Такий розподіл характерно для більшої частини океану: прогрітий поверхневий шар з досить однорідною температурою змінюється областю різкого її падіння, яка відділяє його від холодних вод океану. Поверхневий шар часто називають шаром перемішування, а область швидкої зміни температури -- термокліном (рис.7). Оскільки в тропіках поверхневий шар тепліше, ніж у високих широтах, а глибинні води скрізь однорідно холодні, то характер термокліна змінюється з глибиною. Найпотужніші термокліни спостерігаються в тропіках. У деяких глибоководних районах океану, особливо в западинах і жолобах, температура з глибиною повільно зростає (рис.8). У якийсь мірою це викликано прогревом води глибинним тепловим потоком з надр Землі.
На графіках як функція глибини показані: хід температури (Т), яка вимірюється in situ, і хід потенційної температури ((), тобто температури, яка повинна була б спостерігатися в поверхні океану, якщо частку води з дна при адіабатичних умовах перенести до поверхні. Пояснимо це явище.
Для води з глибин у кілька тисяч метрів відмінності між температурою in situ і потенційною температурою становлять кілька десятих часток градуси. Оскільки для вивчення процесів в придонних шарах води океанологами потрібно знати температуру до сотих часток градуса, ця різниця в температурі має вирішальне значення. Вона обумовлена стискальність морський води під тиском. Так, якщо 1 м3 з поверхні опустити на глибину 5 км, де тиск в 500 разів вище атмосферного, то цей обсяг зменшився б на
2%. Більш того, при стисненні температура води підвищилася б майже на 0,5 оС, оскільки в цьому процесі обміну теплом з навколишнім водою не відбувається.
Такий процес називається адіабатичним. У глибоководних западинах відмінність між потенційною температурою і температурою in situ особливо примітно. Якщо у розподілі потенційної температури з глибиною спостерігається максимум у дна, то можна говорити про наявність аномального прогріву шару придонних вод за рахунок надходження глибинного тепла. Цей ознака дозволяє в деяких випадках визначати факт розвантаження термальних вод на океанське дно.

Щільність води знаходиться в тісній залежності від температури і солоності; вона повсюдно зростає з глибиною. Середня щільність поверхневих вод Світового океану при Т = 20оС і солоності 35 (складає
1,02474 г/см3 (вона вище щільності річкових вод). Охолоджуючись, вода важчає.
При тій же солоності, але при Т = 2оС ((1,028 г/см3. Тиск з глибиною зростає приблизно на 104 Па (0,1 атм.) при зануренні на кожен метр.
Тиск також збільшує щільність води. На глибині 5 км щільність вже складає 1,050 г/см3.

На великих глибинах, у зв'язку з високим тиском, посилюється розчиняє дію води, тому що потрапляють туди з верхніх шарів води мінеральні тіла і органічні залишки в тій чи іншій мірі розчиняються і зникають.

Океанські води характеризуються певним хімічним складом і солоністю (табл. 2). Солоний смак - найбільш характерна особливість морський води. Більша частина розчиненого в морській воді речовини складає хлористий натрій. Перепад в концентрації солі між солоними водами океану і солонуватими водами гирлових ділянок річок і боліт на узбережжі морів характеризується різко вираженими фауністичних та флористичного кордонами. Солоність являє собою загальну кількість розчиненого в морській воді речовини. Якщо говорити точніше, то солоність слід розуміти як «загальна кількість твердих речовин в г/кг морської води за умови, що всі карбонати переведені в оксиди, бром і йод заміщені хлором і все органічна речовина окислені ». Зазвичай солоність в океанах становить
34,69 г/кг, або 34,69 (. Залежно від ряду умов (сильна випаровуваність води, її опріснення, великий привнось солей річковими водами, ізольованість від океану) солоність води може бути вище або нижче нормальної. Так, у
Червоному морі (під впливом сухих вітрів і сильного випаровування) солоність води становить 41-43 (, у Середземному морі - 37-39 (, в Балтійському морі біля проток 20 (, а у Фінській затоці поблизу гирла Неви - всього 2 (.

Води океану містять майже всі відомі хімічні елементи та їх ізотопи. Загальна кількість солей, розчинених у воді океанів, становить
5 (1016 т. Світовий океан постійно поповнюється солями, переважно за рахунок їх виносу материковим стоком. Щорічно річки виносять в океан приблизно
2,5 (109 т солей. Втрати ж солі в океані відбуваються при випаровуванні (коли сіль випадає в осад) і розбризкування води під дією приливної діяльності в береговій зоні.

Сольовий склад океанічних і річкових вод

Таблиця 2
| Хімічні речовини | Води океанів, | Річкові води, |
| |% |% |
| Хлориди - NaCl, MgCl2 | 88,7 | 5,2 |
| Сульфати - Mg (SO4), Ca (SO4), K2 (SO4) | 10,8 | 9,9 |
| Карбонати - Ca (CO3) | 0,3 | 60,1 |
| Інші речовини | 0,2 | 24,8 |

Карбонати, кремнезем і деякі інші речовини широко витягуються з води морськими організмами на побудову скелета. Тому сольовий склад океанічних вод різко відрізняється від складу річкових вод (см.табл.2).

У табл.3 наводиться концентрація окремих компонентів (елементів) солей океанічної води.

Приблизно до 1955 р. солоність вимірювали, визначаючи кількість іонів хлору в одиниці маси води. Отримане таким чином значення «хлорності»
(Cl) вводили в емпіричну формулу для розрахунку солоності (S):
S = 1,80655 (Cl. Ця формула виходить з допущення, що відносна зміст різних солей, розчинених в морській воді, постійно.
Численні аналізи показують, що, за винятком незначних відхилень в концентрації кальцію, це дійсно так. Вказана залежність залишається вірною приблизно до значення (0,002 (загальної солоності; цим же значенням обмежується точність методу хімічного аналізу шляхом титрування.

Компонентний склад океанської води

Таблиця 3.
| Компонент | Концентрація | компонент | Концентрація |
| | (Г/кг) | | (г/кг) |
| Хлор | 19,353 | Бікарбонат | 0,142 |
| Натрій | 10,760 | Бром | 0,067 |
| Сульфат | 2,712 | Стронцій | 0,008 |
| Магній | 1,294 | Бор | 0,004 |
| Кальцій | 0,413 | Фтор | 0,001 |
| Калій | 0,387 | | |

Солоність доводиться визначати дуже ретельно, тому що її величина мало змінюється на величезних морських просторах, за винятком деяких ізольованих внутрішніх або окраїнних басейнів, частина з яких згадана вище. Проте вважається, і небезпідставно, що невеликі відмінності у солоності вод контролюють напрямки і швидкість їх циркуляції.
Наприклад, солоність придонних вод в Тихому океані змінюється приблизно від
34,70 (у південній частині до 34,68 (до 40ос.ш. Це невелика зміна піддається пояснення, якщо припустити, що придонна вода рухається в північному напрямі і розбавляється менш солоною водою з вищерозташованих шарів.

Морський лід, на відміну від морської води, має принципово іншу солоність, що пояснюється специфікою освіти морського льоду. Як відомо, температура замерзання знижується в міру збільшення солоності. У діапазоні солоності від 30 до 35 (точка замерзання змінюється від -1,6 оС до
-1,9 ОС. Механізм утворення морського льоду можна представити як замерзання прісної води з витісненням солей в осередку морської води усередині товщі льоду.
Коли температура досягає точки замерзання, утворюються крижані кристали, які «оточують» незамерзаючих воду. Незамерзаючих вода збагачується солями, витісненими кристалами льоду, що призводить до подальшого зниження точки замерзання води в цих осередках. Якщо кристали льоду не повністю оточать збагачену солями незамерзаючих воду, вона буде опускатися і змішуватися з нижележащий морською водою. Якщо процес замерзання розтягнуто в часі, то майже весь збагачений солями розсіл піде з льоду і його солоність виявиться близькою до нуля. При швидкому замерзанні більша частина розсолу захопити льодом і його солоність буде майже такою ж. Як і солоність навколишнього води. У більшості випадків солоність морських льодів перебуває в діапазоні від 2 до 20 (, причому більш старий лід має в середньому більш низьку солоність. Причина цього полягає в тому, що опріснення старого льоду сприяло неодноразове танення і замерзання при змінах температури повітря. При достатньо низькій температурі починає кристалізуватися сам розчин солей. Na2 (SO4) кристалізується при -8,2 оС, а NaCl - при-23оC.

Міцність морського льоду через складну картини розподілу сольових осередків та його частково двофазного складу в три рази поступається міцності прісноводного льоду тієї ж товщини. Проте старий морський лід з дуже низькою солоністю або лід, що утворився при температурі нижче точки кристалізації хлориду натрію, не поступається по міцності прісноводним кригами.

Крім солей, у воді розчинені і деякі гази: азот, кисень, вуглекислий газ і ін Тим гідросферою і атмосферою в планетарному масштабі існує постійна газовий обмін і динамічна рівновага. Але співвідношення між газами у водах Світового океану і атмосфери далеко не однакове. Так, у водах азоту в два рази менше, ніж в атмосфері, а кисню в 1,4 рази більше. Це пояснюється кращою розчинність в воді кисню, ніж азоту. Насиченість вод газами значною мірою залежить від температури: чим вище температура води, тим нижче розчинність газів. За цієї причини води високих широт більш насичені газами. Газовий склад океанських вод залежить також від циркуляції вод, життєдіяльності організмів, біохімічних процесів, підводного вулканізму, вітрового перемішування води та прилеглих шарів атмосфери. У застійних басейнах або в тих частинах товщі води, де циркуляція її ослаблена або повністю відсутній, вміст кисню різко зменшується, починають проявлятися відновні процеси, що призводить до утворення сірководню.
Прикладом зараженого сірководнем басейну може служити Чорне море, де нижче 170 м і до самого дна сірководень міститься у всій масі води.

Циркуляція океанських вод залежить головним чином від двох факторів: щільності води та впливу вітру. Більш щільні маси води високих широт направляються до низьких широт. Вместі з тим, пасатні та інші вітри створюють величезні теплі і холодні течії, Прибійний хвилі. Морські хвилювання можуть відчуватися в загальному до глибини 200 м, а висота хвиль сягає
10 і більше метрів. Поблизу узбережжя хвилі, внаслідок їх тертя об дно перекидаються на берег, утворюючи прибій.

Теплі течії, що виникають в районі дії пасатів, надають великий вплив на температурний режим океанських вод, міграцію організмів, відкладення і винос опадів. Одним з найбільш теплих і чудових течій в океані є Гольфстрім, що бере початок в Мексиканській затоці. «В океані тече річка. Вона не пересихає в самі жорстокі посухи і не переповнюється під час самих сильних повеней. Її береги і дно утворені холодною водою, а сама вона тепла ». Цими словами починається опис
Гольфстріму в класичній роботі Фонтена Морі «Фізична географія океану і його метеорологія »[1]. Трохи більше ста років по тому Генрі Стоммелом в роботі
«Гольфстрім» [2] охарактеризував його більш точно, але менш поетично, як прикордонне протягом між теплими водами солонуватими Саргасового моря і холодними щільними водами континентального схилу. Близько Флориди температура вод цієї течії до глибини 1500 м досягає 20оС. Швидкість його досягає 220 км/доба. Огинаючи Саргасове море з півдня, Гольфстрім перетинає Атлантичний океан, досягає берегів Ірландії і
Великобританії, тече вздовж берегів Норвегії, а потім роздвоюється і направляється до Шпіцбергені і в Баренцове море. Завдяки притоку відносно теплих вод Мурманський порт не замерзає цілий рік, а розташований на південь від Санкт-Петербурзький порт замерзає на кілька місяців.

Зовсім інше вплив мають холодні течії. Наприклад, холодне
Лабрадорское течія, що омиває береги канадського п-ва Лабрадор, перетворило цю землю в холодну і майже мляву пустелю, хоча і Лабрадор знаходиться на одній широті з Англією.

Своєрідним рухом океанських вод є припливи і відливи. Їх висота у відкритих океанах досягає 10-12 м, а на мілководді - до 15 м, по внутрішніх морях припливи і відливи практично не відчуваються.

Основний вплив на припливи і відливи надає Місяць. Місячні припливи в
2,2 рази сильніше сонячних. Припливи проявляються одночасно на стороні
Землі, що звернена до Місяця, і на протилежному боці Землі. В останньому випадку приплив відбувається з тієї причини, що водна оболонка ніби відстає від Землі, тому що остання, перебуваючи ближче до Місяця, притягається сильніше. В областях, розташованих перпендикулярно до лінії найбільших припливів, буде відбуватися відтік води в бік припливів, тобто там будуть спостерігатися відливи. У міру обертання Землі навколо своєї осі протягом доби в одній і тій же точці може відбутися два припливу і два відливу.

Земля Місяць

Рис.8. Схема місячних припливів і відливів

Енергія приливно-відливних хвиль величезна, і люди давно вже замислювалися над тим, як її використовувати. В даний час в Україні діє перший експериментальна приливна електростанція поблизу Мурманська на Коль